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Lithosphere Isostasy

Interne und externe Kräfte an Lithosphäre (Gründe und Wirkungen in Kombination zu Aufbau und Festigkeitsprofile der Lithosphäre)

Isostasie und Verhalten der ozeanischen Lithosphäre (Übung 1)

Auftrieb eines plume heads unter der Lithosphäre (Übung 2)

Isostasie der Alpen (Übung 3, zu Konvergenzsystemen)

Eduard Kissling & Jean-Pierre Burg

Tektonik HS2015

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Primary forces acting on lithosphere Gewicht und Auftrieb von Lithosphäre selbst und durch Lasten von aussen

elasticity elasticity

friction

Weight of topo load

Weight of slab

==>

Auftrieb und Gewicht von verschiedenen Schichten der Lithosphäre führen zu internen (divergierenden) Kräften.

cont. crust cont. mantle lithosphere

asthenosphere

B

oceanic lithosphere

A

(Unterschiede Situation Plattenrand und Platteninneres beachten)

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1: Gewicht und Auftrieb der ozeanischen Lithosphäre

Symmetrie um mittelozeanischen Rücken (MOR) Dq (Wärmefluss)

Meeresoberfläche

Wassertiefe

Mächtigkeit der Lithosphäre

Mächtigkeit (km) =

Wassertiefe (m) =

Wärmefluss (mW/m2) =

.)J.Mio(Alter10

.)J.Mio(Alter3502500 +

.)J.Mio(Alter1

350 ∗

(Vgl. LV Dynamik der Erde I, Skript Geophysik, LV Lithosphere)

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Übung 1, Lithosphere Isostasy aging of oceanic lithosphere

thickness, density, strength => Plate tectonic processes

Tektonik HS2015

Elasticity & buoyancy

elasticity

friction

Weight of topo load

Weight of slab

MOR Hot spot subduction

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Airy-Heiskanen isostatisches Modell Gewicht der topographischen Massen

= Auftrieb der Krustenwurzel

(Prinzip Eis in Wasser)

(übertragen auf Erdkruste)

Null Meter

Moho

Sedimentbecken Gebirge

mittlere Dichte Kruste 2.8 g/cm3

Blöcke, die sich vertikal verschieben können!

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Verallgemeinertes isostatisches Modell���für Lithosphäre schwimmend auf Asthenosphäre

Gewicht der Mantellithosphäre und der topographischen Massen =

Auftrieb durch Krustenschicht und Wasserschicht Ozean

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Gewicht der Mantellithosphäre und der topographischen Massen ���= ���

Auftrieb durch Krustenschicht und Wasserschicht Ozean

ztopo ⋅ ρtopo + zc ⋅ ρc − ρA( ) + zml ⋅ ρml − ρA( ) = 0

zsea ⋅ ρsea − ρA( ) + zc ⋅ ρc − ρA( ) + zml ⋅ ρml − ρA( ) = 0 oceanic lithosphere

continental lithosphere

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Übung 1: Auftrieb der ozeanischen Lithosphäre (1)

Dichte der Kruste 2.9Dichte der Mantel-Lithosphäre 3.3Dichte der Asthenosphäre: 3.25

1. Berechnen Sie die Dichte in Funktion des Alters der ozeanischen Lithosphäre

2. Kommentieren Sie das Ergebnis im Hinblick auf den Auftrieb der ozeanischen Lithosphäre

ozeanisches Becken Subduktionszone MOR

ozean. Lithosphäre

Asthenosphäre

Kont.

Asthenosphäre

Lithosphäre

A10M =

Assume 5 km constant thickness of oceanic crust.

(calculate bulk lithosphere density as a function of their age)

(comment your result in the light of lithosphere buoyancy)

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•  Zeichnen Sie die Entwicklung der Mächtigkeit der ozeanischen Lithosphäre vom MOR weg. Nehmen Sie an, dass die Mächtigkeit der ozeanischen Kruste am MOR 5km ist und anschliessend nicht mehr weiter zunimmt. Dagegen wächst die Dicke (D) der ozeanischen Mantellithosphäre gegen unten gemäss der Formel:

•  Berechnen Sie die Mächtigkeit und die mittlere Dichte der Lithosphäre für die Alter 2.5, 5, 10, 20 Ma. Verwenden Sie für die Dichte der ozeanischen Kruste den Wert 2900 kgm-3 und für die Mantellithosphäre den Wert 3300 kgm-3. Bei welchem Alter und welcher Mächtigkeit erreicht die ozeanischen Lithosphäre dieselbe mittlere Dichte wie die Asthenosphäre (3250 kgm-3)? Kommentieren Sie dieses Resultat.

D(km)10*AlterinMillionenJahren=Mächtigkeit Mantel-Lithosphäre (km) = 10* Alter in Mio Jahre

Übung 1: Auftrieb der ozeanischen Lithosphäre (2)

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Resultat Übung 1: Aging oceanic lithosphere

Alter Dicke der Mantel- Verhältnis Kruste/ Mantel Dichte der Lithosphäre Dichte der Asthenosphäre Gesamtmächtigkeit Lithosphäre(in Ma) Lithosphäre (in km) (5km ozean. Kruste) (in g / cm^3) (in km) (inkl. 5km oz. Kruste)

0 0.00 1.00 2.90 3.25 5.002.5 15.81 0.32 3.20 3.25 20.81

5 22.36 0.22 3.23 3.25 27.3610 31.62 0.16 3.25 3.25 36.6220 44.72 0.11 3.26 3.25 49.7225 50.00 0.10 3.26 3.25 55.0050 70.71 0.07 3.27 3.25 75.71

100 100.00 0.05 3.28 3.25 105.00

Verhältnis zwischen Alter und mittlere Dichte der ozeanischen Lithosphäre

Beziehung zwischen Alter und Auftrieb

2.90

3.00

3.10

3.20

3.30

0.00 20.00 40.00 60.00 80.00 100.00 120.00

Dicke der Lithosphäre

Dic

hte

der

Lith

osph

äre

Welche Schlüsse kann man daraus ziehen?

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Übung 2, Lithosphere Isostasy Auftrieb durch Plumehead

Dichteunterschiede in der Asthenosphäre

Tektonik HS2015

Massenbilanz in Kolonne berechnen

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Auftrieb durch Plumehead Tektonik HS2015

Massenbilanz in Kolonne berechnen

Vereinfachen: Topographisches Gewicht mit Auftrieb Asthenosphäre vergleichen

Übungsaufgabe: Berechnen Sie die topographische Höhe einer 100km mächtigen Lithosphärenplatte als Folge eines darunterliegenden (um 270 oC heisseren) Plumeheads von 80km Mächtigkeit

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Dichte des Plumehead-Materials

Topographisches Gewicht = rtopo * Höhe (km)

Übungsaufgabe: Berechnen Sie die topographische Höhe einer 100km mächtigen Lithosphärenplatte als Folge eines darunterliegenden (um 270 oC heisseren) Plumeheads von 80km Mächtigkeit

-DrPA = rastheno - rplumehead = rastheno * avol * (TempPH - TempA)

Auftrieb Plumehead = DrPA * Mächtigkeit (km)

avol = ca. 3*10-5/oK

DrPA

DrPA = rastheno * avol *100oC= -0.01g/cm3

Für Temp.diff 100oC

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Lösung Übung 2:

Topographisches Gewicht = rtopo * Höhe (km)

Übungsaufgabe: Berechnen Sie die topographische Höhe einer 100km mächtigen Lithosphärenplatte als Folge eines darunterliegenden (um 270 oC heisseren) Plumeheads von 80km Mächtigkeit

Auftrieb Plumehead = DrPA * Mächtigkeit (km)

Topo. Höhe (km) = DrPA * plumehöhe (km)/ rtopo

Topo. Höhe = DrPA /2.70 * 80km = ca. 800 Meter

DrPA (100oC)= -0.01g/cm3 => DrPA (270oC)= -0.027g/cm3

rtopo = 2.70g/cm3

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Lithosphere Isostasy Tektonik HS2015

Auftrieb und Gewicht von verschiedenen Schichten der Lithosphäre führen zu internen (divergierenden) Kräften.

cont. crust cont. mantle lithosphere

asthenosphere

B

elasticity elasticity

friction

Weight of topo load

Weight of slab

A

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Übung 3, Lithosphere Isostasy

Thema «Isostasie der Alpen» (Tektonik von Konvergenzsystemen)

Tektonik HS2015

Auftrieb und Gewicht von verschiedenen Schichten der Lithosphäre

cont. crust cont. mantle lithosphere

asthenosphere

B

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Übung 3: Isostasie der Alpen, Frage 1 Die Zentralalpen haben eine approx. Krustenwurzel

(Mohotiefe) von 50km, die nördlichen Voralpen eine solche von 40km. Berechnen Sie die durchschnittliche Höhe des

Gebirges im Airy-Heiskanen-Gleichgewicht.

Kommentieren Sie Ihren Befund.

Htopo

HZA HVA

2.85

3.30

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Lösung zu Frage 1

rtopo * Htopo = Dr*Hwurzel = 0.45 (g/cm3) *20 (km) Htopo = 0.45 *20/2.67 (km) = 3.37 km (ca. 3400m)

Zentralalpen:

N-Voralpen: => Htopo = ca. 1700m

Übung 3:

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Wie hoch sind die Alpen?

Approximately 2km topographic mass

Kommentar:

Zentalalpen sind stark aus dem Airy-Heiskanen-isostatischen Gleichgewicht. Berge sind viel zu niedrig für die grosse Krustenwurzel! Dies gilt auch -aber in geringerem Masse- für die nördlichen Voralpen.

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Übung 3: Isostasie der Alpen, Frage 2 Berechnen Sie die Länge des Lithosphärenslabs unter den

Zentralalpen für isostatisches Gleichgewicht. Htopo = 2km

2.80

3.30

2.80

3.30

2.80

3.30

3.25 3.25

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Lösung zu Frage 2 rtopo * Htopo + DrML-A*Hslab = DrK-A*HKrustenwurzel

Htopo = 2km HKrustenwurzel = 28km

rtopo = 2.67g/cm3 DrML-A = 0.05g/cm3 DrK-A = 0.45 g/cm3

2.67* Htopo + 0.05* Hslab = 0.45* HKrustenwurzel

0.05* Hslab (km) = 0.45* 28 - 2.67*2

Hslab (km) = (0.45* 28 - 2.67*2)/0.05 =(12.6-5.34)*20 = 7.26 * 20 = ca. 145 km

Übung 3:

1

2

3

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Lösung zu Frage 2 rtopo * Htopo + DrML-A*Hslab = DrK-A*HKrustenwurzel

Htopo = 2km HKrustenwurzel = 28km

rtopo = 2.67g/cm3 DrML-A = 0.05g/cm3 DrK-A = 0.45 g/cm3

2.67* Htopo + 0.05* Hslab = 0.45* HKrustenwurzel

0.05* Hslab (km) = 0.45* 28 - 2.67*2

Hslab (km) = (0.45* 28 - 2.67*2)/0.05 =(12.6-5.34)*20 = 7.26 * 20 = ca. 145 km

Übung 3:

1

2

3

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Lithosphere isostasy: nearly same mass in every column of 300km

On continents: crustal root compensates surface topography and mantle lithosphere loads

3.25

3.30

2.9 2.85

in isostatic equilibrium floating plate experiences divergent buoyancy forces across Moho

Auftrieb und Gewicht von verschiedenen Schichten der Lithosphäre führen zu internen (divergierenden) Kräften.

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Lithosphere isostasy and mechanics (1) Mature oceanic lithosphere Young continental lithosphere

For continental lithosphere: weak point at Moho levels!

For oceanic lithosphere: single mechanically strong layer!

=> subduction of oceanic lithosphere as single plate, => delamination of continental lithosphere in subduction

delamination of crust from mantle lithosphere (Bird 1979)

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Lithosphere isostasy and mechanics (2) Opening of Piemont ocean

Strongly extended formerly continental lithosphere (Penninic nappes, Brianconnais domain etc. ): strongly thinned lower continental crust, pieces of upper continental crust overlying newly formed (oceanic) mantle lithosphere => locally strong divergent buoyancy forces across Moho, easily detached in subduction and exhumed as nappes.

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Subduction of Piemont ocean: the story told by Sesia nappes

Slightly modified from Babist et al. 2007

Piemont slab roll back and N to NW movement of Adria

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Normal subduction and collision

Normal subduction-collision orogeny (example Himalaya)

lower plate moves toward trench as it subducts

upper plate collects accretionary wedge and „carrys“ orogen

subduction and collision

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Roll-back subduction and collision

1 2

3 4

oceanic lithosphere

Large plate (f.e. Europe)

Small plate

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Alpine roll-back subduction-collision

Normal subduction-collision orogeny (example Himalaya)

note location of collisional orogen relative to plate boundary

Alps

European plate

Adria micro plate Himalaya

Normal subduction-collision where India moves in and subducts

delamination of crust from mantle lithosphere and subsequent roll-back subduction of latter while former builds crustal root and orogenic wedge

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Figures by D. Fulda

Evolution of Alpine Collision (western section)

Slab break-off 30Ma ago

Schlunegger & Kissling 2015 The paper will be presented at a Geology seminar this November (date to be defined)

OA

P

~ 35-32 Ma 0 km

20 Ma

25 Ma

LABLAB

10 Ma

Moho

Jura

Moho

100 km

Shortening of Southern Alps

Northward shift of orogen front

between 35 and 30 Ma (Fig. 2B)

Northward shift of orogen front

between 30 and 10 Ma (Fig. 2B)

Amount of cumulative roll back

subduction between:

35 and 30 Ma, and

30 and 10 Ma

NLB northern limit of basin

LAB lithosphere-asthenosphere boundary

Location of crust-

mantle lithosphere

delamination

Location of intra-

crustal delamination

European con-

tinental crust

Adriatic con-

tinental crust

European mantle

lithosphere

Adriatic mantle

lithosphere

European oceanic

lithosphere

Uplift forces due

buoyant crustal root

Slab load forces

Topographic load forces

NLB

a

b

c

d

e

30 Ma

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Summary:���Forces acting on and in lithosphere

1 primary these are buoyancy forces

2 differential buoyancy forces within lithosphere

Causes:

Causes:

- denser plates floating on asthenosphere -  different average density of oceanic and continental lithosphere

Lithosphere is made up by layers of different material => densities varying from much less to more than that of asthenosphere great variation in mechanical strength and behavior


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